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湘西李家田铝土矿床成矿控制因素及成因

时间:2022-02-01 百科知识 版权反馈
【摘要】:自然风化作用和风化壳是铝土矿床形成及分布的主要控制因素,属古风化壳沉积型。关键词:铝土矿;地质特征;控矿因素;成因;湘西0 引言李家田铝土矿床位于湖南省湘西州泸溪县西南8.5km处,属浦市镇管辖。是迄今为止湖南省境内唯一探明的中型铝土矿床,其资源量达700万吨。本文从区域成矿地质背景、矿区地质及矿床(体)产出特征研究着手,对该区铝土矿的成矿控制因素及成因进行探讨,或可作为湘西地区进一步开展铝土矿找矿工作的参考。
湘西李家田铝土矿床成矿控制因素及成因_追寻地质梦湖

吴 俊1,鲍振襄2,鲍珏敏2

(1.湖南省有色地质勘查局二四五队,湖南 吉首 416007;[1]

2.湘西矿产资源综合研究发展中心,湖南 吉首 416007)

摘 要:李家田铝土矿床是湖南唯一一个探明的中型矿床。矿床产在超覆于寒武系碎屑岩碳酸盐岩长期风化剥蚀的侵蚀面上,赋矿层位为下二叠统梁山组(P2l)。研究表明,矿床主要分布于早古生代隆起区的边部,构造环境相对稳定,地史上长期沉积间断,属滨海沼泽沉积相,下伏地层古喀斯特化对成矿有利。矿床的形成经历了红土化、沉积成岩和表生作用三个阶段。含三水铝石的红土风化壳是沉积型铝土矿的成矿母质,表生作用下沉积型铝土矿再次富集。自然风化作用和风化壳是铝土矿床形成及分布的主要控制因素,属古风化壳沉积型。

关键词:铝土矿;地质特征;控矿因素;成因;湘西

0 引言

李家田铝土矿床位于湖南省湘西州泸溪县西南8.5km处,属浦市镇管辖。地理坐标:东经110°03′25″—110°04′57″,北纬28°09′42″—28°10′57″。是迄今为止湖南省境内唯一探明的中型铝土矿床,其资源量达700万吨。本文从区域成矿地质背景、矿区地质及矿床(体)产出特征研究着手,对该区铝土矿的成矿控制因素及成因进行探讨,或可作为湘西地区进一步开展铝土矿找矿工作的参考。

1 区域地质背景

湘西地区位于扬子地台东南缘的江南地体西南段,湘西北弧形构造带内侧。经武陵运动、雪峰运动使中、新元古界形成浅变质岩系,构成江南地体的变质基底,成为自雪峰运动以来长期隆起的构造单元。从地质沉积和岩相特征来看,震旦纪—志留纪仅接受了600~3300m的盖层沉积,明显地显示出区内具有水下隆起的特点,加里东运动才上升成陆并受到了强烈褶皱断裂作用,最后发育定型成为一个呈北东 南西方向的隆起剥蚀区[1]。在经历了漫长的沉积间断、风化、剥蚀和夷平之后,直至早二叠世梁山期,因受印支运动和邻区广泛海侵的影响,地壳逐渐下沉,海水侵入,沉积了以陆源组分为主的梁山组,主要有石英砂岩、粉砂岩、砂(钙)质泥岩、碳质页岩和煤层以及局部地区的铝土矿,富产植物化石,属滨海沼泽含煤碎屑岩沉积相[2],为湘西地区重要的含煤岩系和含铝岩系。斯时,古陆上的铝硅酸盐经长期的风化分解,铝质得到初步富集,并在局部地段聚集形成铝土矿。中三叠世末的印支期隆起成陆,基本结束了海侵的历史,直到中生代,主要为陆相盆地沉积。此外,仅局部地段见有板溪期基性—超基性岩脉分布。

2 矿区(床)地质

2.1 地层

矿区出露地层简单,主要为寒武系和二叠系,白垩系在矿区西北部及北部大范围出露(图1)。

图1 李家田铝土矿矿床地质图

1.白垩系下统;2.下二叠统栖霞组;3.下二叠统梁山组;4.下寒武统;5.不整合界线;6.实测及推测断层

(1)寒武系:根据区域地层划分、对比简述如下。

牛蹄塘组(∈1n):灰黑色碳硅质板状页岩,底部夹薄层硅质岩,厚约130m。

杷榔组(∈1p):黄绿色、灰绿色黏土质页岩间夹白云质灰岩等,厚约180m。

清虚洞组(∈1q):以泥质灰岩为主,夹白云岩,白云质灰岩,厚约170m。

敖溪组(∈2a):下部为黑色页岩、硅质板状页岩夹粉砂岩及白云岩扁豆体,厚约87m。上部为灰—深灰色条带状泥质白云岩、白云质灰岩等,出露厚度53m。与二叠系呈断层接触。

(2)二叠系:区内仅出露下二叠统,与下寒武统呈平行不整合接触。

①梁山组(P1l):该组为含铝岩系,由一套高铁富铝的黏土岩组成,与下伏地层下寒武统呈平行不整合接触。该组自下而上可分为2层。

铁铝页岩层:主要为紫红色,局部由紫红色、灰白色、浅绿色构成花斑色,薄层状铁质黏土岩。矿物成分主要为高岭石、绢云母,次为绿泥石及铁质物。泥质结构,条带状,块状及斑块状构造。该层与上覆含铝土矿层无明显界线,与下伏寒武系呈平行不整合接触,当铁铝页岩直接与灰黑色碳质板岩接触时,界面清楚;当铁铝页岩与粉砂岩或紫红色板岩接触时,界面不清,但局部可见到不规则的赤铁矿及紫红—灰绿色含铁绿泥石岩透镜体,并见到清晰的侵蚀构造面。据3个钻孔见到的赤铁矿透镜体资料,其厚度为0.84~1.57m,Fe2O3含量为34.2%~59.75%,Si O2含量为16.42%~30.17%,Al2O3含量为13.92%~22.85%。对于该层铁矿,矿山拟通过探采工作后,加以利用。

铁铝页岩层一般厚4~8m,最厚20m,其厚度变化与基底起伏面一致。

含铝土矿层:包括铝土矿、铁矾土、黏土、铝质页岩等,后三者统称铝土岩。颜色较杂,有紫红、暗紫、灰—灰白、黄绿—黄白等色。铁矾土及黏土分布于铝土矿的上、下部及边部,铝质页岩则分布于含铝土矿层的顶部。该层一般厚3~5m,最厚可达20m。

②栖霞组(P1q):为含铝岩系的上覆地层。下部为灰黑色豆荚状灰岩,底部有0.2~2m厚的条带状钙质粉砂岩,似蠕虫状构造,黄铁矿增多;上部为含硅质块体的灰色灰岩,出露厚度为0~50m。

(3)白垩系:与下伏地层呈角度不整合接触。底部为砾岩,紫—灰色的棱角状、次棱角状砾岩,厚0~15m。其上为厚大的紫红色砂岩夹粉砂质泥岩,厚318m。超覆在二叠系、寒武系之上。邻区浦市砂岩型铜矿即产于该层中。

2.2 构造

矿区构造较简单,区域上处于天台背斜北西翼的北东倾伏端,为一向北西倾斜的单斜构造(图1)。岩层产状平缓,平均走向55°倾向北西,倾角10°左右。断层多系成矿后断裂,以F1逆冲断裂对矿体影响大,由南东向北西斜冲,使局部受其影响的矿层重复出现。该断裂长2000余米,走向北东50°,倾向南东,倾角小于25°。

2.3 矿体地质特征

2.3.1 矿体产状形态

矿体赋存于下二叠统梁山组中上部,其直接底板为铁铝质页岩(或铁质黏土页岩),顶板为铝土岩粉砂岩或栖霞灰岩。含铝岩系地表出露长2400m,矿体呈层状,产状平缓(倾角10°左右),成层性好,层位稳定(图2),长1000m,延深1100m,双向延伸。少数矿体形态较复杂,呈豆荚状产出;有的矿体由于受F1逆冲断层影响,矿体重复出现,且倾角变陡并出现牵引现象;或局部赋存于沉积基地低洼处呈透镜状矿体(图3),以及遭受后期构造影响,仅残留透镜状矿体,并被白垩系超覆。矿体厚度变化较大,最厚11.46m,最薄0.86m,平均3.31m。

图2 李家田铝土矿床层状矿体剖面图

1.白垩系下统砂砾岩;2.下二叠统栖霞组灰岩;3.梁山组铁铝质页岩;4.下寒武统黑色页岩;5.铝土矿;6.不整合线;7.平等不整合线;8.钻孔

图3 李家田铝土矿床透镜状矿体剖面图

1.白垩系下统砂砾岩;2.下二叠统栖霞组灰岩;3.梁山组铁铝质页岩;4.下寒武统黑色页岩;5.铝土矿;6.不整合线;7.平行不整合线;8.钻孔

2.3.2 矿石特征

电子显微镜鉴定、X粉晶照像分析和光片、薄片观察,主要含铝矿物以水硬铝石居多,次为一水软铝石、高岭石、鲕绿泥石、赤铁矿,少量或微量矿物水白云母、黄铁矿、针铁矿、金红石、锐钛矿、石英和电气石等。

经对矿石化学成分统计表明,其矿石的主要成分为Al2O3、Si O2及Ti O2等,其中Al2O344.7%~74.43%,平均55.04%;Fe2O31.35%~36.15%,平均16.07%;Si O21.10%~30.68%,平均9.85%;Ti O20.5%~3.75%,平均2.52%。李家田铝土矿属高铝、高铁、高硅的矿石类型。矿石中伴生的稀散元素Ga平均含量为0.0101%,达综合利用要求。矿石结构主要为泥质结构,常见的有胶状结构、显微鳞片变晶结构和变余泥质结构。

矿石构造主要为豆状构造、鲕状构造和角砾状构造以及块状构造。一般角砾状矿石多分布于铝土矿层的底部,致密块状及鲕状矿石分布于矿层中部,豆状矿石多分布于矿层中下部及中上部。

依据有用矿物成分,属一水硬铝石型铝土矿,但据次要有用矿物和杂质矿物可细分为:一水软铝石 水硬铝石型、赤铁矿 一水铝石型、绿泥石 一水铝石型和高岭石 一水铝石型。

3 成矿控制因素

3.1 地层控矿效应

根据岩性、岩相、古生物特征及构造因素,该区铝土矿床(点)赋矿层位二叠系属于湘西北区的雪峰山小区,其特点是二叠系与下伏地层之间有明显的沉积间断,呈平行假整合和平行不整合接触,在间断面之上多有很薄的含煤碎屑岩层相隔,而其余地层则几乎全为碳酸盐岩[2]

早二叠世早期,泸溪—辰溪—怀化一带,随雪峰隆起一同缓慢下沉,接受沉积,海水侵入,在寒武系碳酸盐岩、碳硅质黏土岩系的长期沉积间断面上,沉积了下二叠统梁山组含铝岩系,铝土矿主要集中分布于梁山组中上部含铝土矿层内,相邻矿层可作柱状剖面对比,具有显著的沉积矿床地质特征和层控(地层)效应。

3.2 构造控矿作用

李家田铝土矿位于扬子地台东南缘江南地体西南段。加里东运动对二叠纪形成铁 铝 黏土矿床具有明显的控制作用。志留纪末兴起的加里东动动使该区上升成陆并遭受长期风化剥蚀,使台区夷为准平原化状态,同时也形成了较丰富的铝土矿风化壳物质,风化淋滤使得寒武系碳酸盐岩、碳硅质黏土岩表面遭受溶蚀和剥蚀,导致风化面不平整,在基底夷平面上,沉积的铝土矿层为层状、似层状,而在微喀斯特化或剥蚀凹地则沉积透镜状矿体。

3.3 岩相古地理环境特征

李家田矿床及其附近的铝土矿点,普遍缺失奥陶系—石炭系。寒武系产状平缓;基本未受到褶皱变形作用的影响,与上覆下二叠统呈近似于平行的复合整合状态,说明在寒武纪到二叠纪早期的漫长地质历史中呈近水平的准平原状态。

区内早二叠世生成的铁铝页岩和铝土矿主要受滨海-沼泽沉积相控制(图4)。据沉积环境分析,斯时泸溪—辰溪—怀化一带与湘中南相通的海湾[3]。在这些地方,沉积了以陆缘组分为主的梁山组,主要为石英砂砾岩、石英砂岩、粉砂岩、砂质泥岩、钙质泥岩、碳质页岩和煤层,局部有铝土矿层,富含植物化石,陆源沼泽含煤碎屑岩沉积,铝土矿分布在靠近古隆起的滨海地带,按照元素沉积分异性[4]。铁先沉积,接着是高岭石和黏土岩的沉积,然后是铝土矿的形成。在形成铝土矿时,角砾状、豆状及鲕状铝土矿反映了当时形成环境较为动荡。

3.4 古气候及化学风化的控矿作用

研究表明,古生代晚期铝土矿的形成是在一种独特的气候条件下经表生作用形成的,产于湿热气候的热带、亚热带,古气候炎热雨量充沛,有利于侵蚀面铝土矿古风化壳的形成及成矿物质的搬运。

铝土矿的主要矿物是水铝石,水铝石是由硅酸盐矿物经强烈化学风化而使其铝、硅分离的结果[5]。由于该区在早二叠世地处古隆起边缘的低山丘陵,剥蚀作用不明显,地下水位低,水的淋滤作用比较强烈,以较强烈的化学风化作用为主,使其硅酸盐或碳酸盐中的硅、铝分离较彻底,形成大量水铝石,为铝土矿的形成提供了较丰富的物源。可见风化壳与铝土矿关系非常密切,铝土矿受强烈风化的黏土岩所控制,特别是在碳酸盐岩古喀斯特面上低洼区域富集成矿。

4 矿床成因

区域地质发展史表明,本区自加里东运动以来一直处于隆起状态,隆起区的准平原化有利于物质的冲刷和搬运。在湿热的气候条件下,经过长期的风化剥蚀所形成的含三水铝石铝土矿的古风化壳,再经红土化作用后的风化物质,在沉积分异作用下,与造矿元素Al相伴的Si、Ca、Mg、K、Na等杂质元素便在红土化过程中迁出,而Al则在红土型铝土矿和沉积型铝土矿形成过程中逐步富集起来,后经成岩作用进一步压实而成为铝土矿床。很明显风化作用和风化壳是铝土矿形成和分布的主要控制因素[6]。据研究[7,8]:初始形成的铝土矿石为三水铝石,在成岩作用、深埋压实作用、变质作用等的作用下,三水铝石脱水变为一水铝石。后期在地壳抬升作用下,出露于地表,在表生作用下,再次脱硅、除铁和去硫,使原有铝土矿更加富集,土状、半土状、高品位的铝土矿主要是在此时期形成的。

图4 湖南泸辰地区早二叠世梁山期岩相古地理图

1.滨海湖泊铝质岩亚相;2.滨海湖泊含碳黏土岩亚相;3.滨海含煤砂砾岩亚相;4.滨海沼泽煤炭砂岩亚相;

5.滨海沼泽岩黏土煤炭岩亚相;6.滨海沼泽硬质黏土砂岩亚相;7.海侵方向;8.二叠纪沉积残留边界;

9.实测及推测梁山期沉积厚度(m);10.化石产地;11.岩相界线;12.古陆区;13.海底隆起

总之,本区铝土矿经历了红土化、沉积和表生作用3个阶段,每个阶段都是排除杂质和富铝的过程[8]。含三水铝石的红土风化壳是沉积型铝土矿的成矿母质,成岩作用使其沉积型铝土矿富化,表生作用使沉积型铝土矿再次富集。矿床成因属碎屑岩系侵蚀面(局部为喀斯特化碳酸盐岩侵蚀面)上的古风化壳沉积型矿床。

5 结语

(1)李家田铝土矿床主要分布于经受长期剥蚀的铁质 黏土质风化壳的侵蚀面上的下二叠统梁山组中。梁山组形成于滨海沼泽相的沉积环境,主要分布在古隆起边缘近海准平原化的沼泽凹地的封闭—半封闭盆地。

(2)侵蚀间断面是形成铝土矿的一个重要地质条件和找矿标志。红土化作用产生的铝土物质是沉积型铝土矿的主要物质来源。经红土风化壳中产生的铝土物质以碎屑或胶体溶液的形式被地表水搬运到盆地边缘的滨海沼泽相沉积而成。显然,风化作用和风化壳是铝土矿形成和分布的主要控制因素。

(3)矿床北部和东部被大片白垩系超覆的地区,可以利用磁法测量确定古风化面的位置及其起伏状况,利用激发极化法可以圈出铝土矿(化)的大致位置及上覆地层埋藏深度,以寻找隐伏的铝土矿床(体),扩大资源远景。

此外,矿床外围地区同类型的浦市、鹿村坳等铝土矿点都有必要从沉积相、沉积厚度、构造及古地理环境等方面进行重新认识和评价。

参考文献

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[1]文章来源:《矿产勘查》,2012年第3期。作者简介:吴俊(1981—),男,湖南常德人,助理工程师,现主要从事地质矿产勘查工作。

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